Изотопные методы определения возраста минералов и горных пород
Многочисленные попытки найти в макромире часы, которые бы позволяли надежно устанавливать возраст горных пород и руд , время проявления и длительность геологических процессов, не увенчались успехом . Такие часы скрывались в микроскопическом мире атомов , и обнаружение их стало возможным только после открытия в 1896 г. французским физиком А. Беккерелем явления радиоактивного распада. Было также установлено, что процесс радиоактивного распада происходит с постоянной скоростью , как на нашей Земле , так и в Солнечной системе. На этом основании П. Кюри (1902) и независимо от него Э. Резерфорд (1902) высказали мысль о возможности использования радиоактивного распада элементов в качестве меры геологического времени . Так наука в начале XX столетия подошла к созданию часов, основанных на радиоактивных природных превращениях, ход которых не зависим от геологических и астрономических явлений .
Первые определения возраста по отношению Pb/U были сделаны в США Б . Болтвудом в 1907 г. Для трех образцов уранинита были получены значения возраста от 410 до 535 млн . лет, которые хорошо согласуются с более поздними датировками.
Важным техническим достижением в геохронологии было изобретение Ф.В.Астоном (1927) масс - спектрографа - прибора, предназначенного для измерения масс изотопов . Изотопами называются разновидности атомов , имеющие одно и то же число протонов (Z), а , следовательно, один и тот же атомный номер в Периодической таблице элементов, но разное число нейтронов (N) и, соответственно , разные массовые числа (A), т. к. масса ядра складывается из суммы масс входящих в него протонов и нейтронов, т. е . A = Z + N. При указании химического символа изотопа, его массу принято записывать слева вверху , а заряд ядра слева внизу.
Э.Резерфордом (1899) было установлено, что при радиоактивном распаде испускаются три вида компонентов , которые он обозначил буквами греческого алфавита – α , β и γ. В последующем было установлено, что α - частицы являются
быстродвижущимися ядрами гелия, β - частицы – быстрыми электронами , γ – компонент представляет собой электромагнитное излучение, подобное рентгеновским X - лучам .
По наименованию частиц , испускаемых радиоактивными элементами, названы соответствующие типы радиоактивного распада.
Альфа ( α ) – распад испытывают только тяжелые химические элементы. Причиной этому служат, по- видимому, высокие содержания в их ядрах положительно заряженных частиц – протонов , создающих высокую энергию кулоновского отталкивания , ослабляющего связь нуклонов ( т.е . протонов и нейтронов) в ядре . При достижении некоторого критического значения Z и A, ядру становится энергетически выгоднее переход в состояние с меньшим числом ядерных частиц .
Новообразованный электрон выбрасывается из ядра , а
возникшее новое ядро будет обладать зарядом на единицу большим : (A, Z) → (A, Z+1) + β- + ν. Из других видов радиоактивного распада, отметим K – захват и спонтанное
деление. K – захват ( или электронный захват ). При этом типе распада, ядро захватывает электрон из ближайшего к нему K – уровня электронного облака . В ядре электрон соединяется с протоном и превращает его в нейтрон. В итоге при K – захвате заряд уменьшается на единицу , а массовое число остается постоянным: (A, Z) + β- → (A, Z-1) + γ.
Спонтанное ( или самопроизвольное ) деление ядра на два, сравнимых по массе осколка, является свойством очень тяжелых ядер . Оно было открыто в СССР К.А.Петржаком и Г .Н. Флеровым в 1940 г. Процесс этот очень медленный . Например, на 2 230 000 α – распадов 238U приходится всего один акт спонтанного деления. Возрасты горных пород и минералов обычно выражаются в 106 и 109 лет, или в значениях Международной системы единиц ( СИ): Ma и Ga. Эта аббревиатура образована от латинских Mega anna и Giga anna , означающих, соответственно , « млн . лет » и « млрд. лет ».
Все типы радиоактивных превращений подчиняются закону радиоактивного распада. Этот закон определяет зависимость между числом изотопов в закрытой системе.
Названия изотопно - геохронологических методов обычно образуются из названий радиоактивных изотопов и конечных продуктов их распада. По этому признаку различают : уран - торий - свинцовый (часто уран - свинцовый ), калий - аргоновый , рубидий -стронциевый , рений -осмиевый и др. методы. Иногда названия даются только по конечному (стабильному ) продукту радиоактивного превращения : свинцовый , аргоновый , стронциевый методы и т. д . Рассмотрим в качестве примеров некоторые изотопно - геохронологические методы .
Уран- торий- свинцовый метод . Радиоактивный распад урана и тория в стабильные изотопы свинца долгое время (до появления самарий - неодимового метода ) рассматривался в качестве стандарта, с которым сравнивались данные других методов. Вместе с тем это один из наиболее сложных методов в изотопной геохронологии. Распад каждого радиоактивного изотопа порождает длинный ряд промежуточных
продуктов распада и заканчивается стабильным изотопом свинца. Если, в итоге, по всем четырем изотопным отношениям получены одинаковые датировки, то можно считать, что возраст определен надежно . Исследуемый минерал на протяжении всего времени существования оставался замкнутой системой относительно U, Th и Pb. Однако нередки
случаи , когда по разным изотопным отношениям получаются разные цифры возраста . Такие соотношения свидетельствуют о потере минералом радиогенного свинца . Влияние потери меньше всего сказывается на отношении 207Pb/206Pb, в связи с тем , что фракционирования изотопов свинца , при этом процессе , почти не происходит . Поэтому возрастная датировка, по свинцово - свинцовому отношению, принимается обычно в качестве наиболее близкой к действительному возрасту образца. В последние годы в U-Th-Pb изотопном датировании цирконов удалось достичь значительного прогресса, благодаря применению ионного микрозонда (SHRIMP), сконструированного проф. У .Компстоном в Австралийском национальном университете . Этот прибор сочетает высокую чувствительность и разрешение с локальностью анализа (30 мкм ). На этом приборе были проанализированы обломочные зерна циркона, из метаосадочных пород позднеархейского зеленокаменного пояса блока Илгарн (Зап. Австралия), показавшие возраст 4.1 – 4.3 млрд. лет.
Калий- аргоновый метод . Калий состоит из трех изотопов – 39K, 40K и 41K, из которых только 40K обладает естественной радиоактивностью . K позволяет определять возраст K- содержащих минералов и пород по двум геохронометрам . Следует отметить большую роль K-Ar метода в датировании осадочных пород позднего докембрия по калийсодержащему минералу глаукониту . Частая встречаемость и синхронность
образования глауконита с формированием морских осадков, позволила установить большой возрастной диапазон процесса позднедокембрийской седиментации – от 1650 до 570 млн . лет, который оказался на много более продолжительным , чем предполагалось .
Для лунных морских базальтов этим методом был получен возраст 3.78 – 3.84 млрд. лет, а для анортозитовых брекчий и габбро 4,05 и 4,26 млрд. лет, соответственно Рубидий- стронциевый метод . Принцип метода основан на β ¯- распаде изотопа 87Rb и превращении его в стабильный изотоп 87Sr.
Rb-Sr метод успешно используется не только для определения возраста земных пород , но и для лунных и метеоритов . В частности, по дунитам , норитам и другим породам лунных материков, этим методом получены возрасты 4,3 – 4,6 млрд. лет, т.е . сопоставимые с принятым возрастом Земли .
Самарий - неодимовый метод . Самарий и неодим являются редкоземельными элементами. При метаморфизме, гидротермальном изменении и химическом выветривании они менее мобильны, чем щелочные и щелочноземельные элементы, такие, как K, Rb, Sr и др. Поэтому Sm-Nd метод дает более надежные датировки возраста горных пород , чем Rb-Sr. Предложение об использовании Sm-Nd метода в геохронологии впервые сделал Г. Лагмайр (G. Lugmair, 1947), определивший возраст двух эвкритовых ахондритов – Juvinas и Stanner и одного лунного образца. Для метеорита Juvinas он получил Sm-Nd возраст 4,56 ±0,08 млрд. лет и первичное отношение
143Nd/144Nd = 0,50677 ± 0,00010. Он же показал, что отношение изотопов неодима 143Nd / 144Nd является индикатором изменений в относительном содержании 143Nd, обусловленного распадом 147Sm. В разработку , внедрению в геологическую практику Sm-Nd метода и интерпретацию получаемых данных, большой вклад внесли американские исследователи Де Паоло и Г .Вассербург . Лучше всего самарий - неодимовый метод применим для определения возраст основных и ультраосновных пород , в том числе и метаморфических ( эклогитов, метадиабазов и др.). Рений- осмиевый метод . Рений – рассеянный элемент. Наиболее высокие концентрации его содержатся в молибдените ( до 1,88 %), особенно когда он находится в ассоциации с сульфидами меди. Рений имеет два изотопа – 185Re и 187Re, последний изотоп радиоактивен . Осмий – металл платиновой группы, обладает ярко выраженными сидерофильными свойствами . Самые высокие его концентрации обнаружены в осмириде – сплаве осмия с иридием и другими металлами платиновой группы. Осмий имеет 7 изотопов и все они стабильны . Изотоп 187Re путем эмиссии β ¯– частицы распадается в 187Os по схеме : 75187Re → 76187Os + β + Q.
Она уникальна по сравнению с U- Pb и Rb-Sr системами в том отношении , что родительские и дочерние элементы последних отторгаются мантийными фазами. В Re-Os системе все обстоит по- другому . Re, например, в большинстве случаев, лишь незначительно перераспределяется между мантийным реститом и расплавом, так что его концентрация в мантии заметно не изменяется при дифференциации. Os то же практически весь остается в мантийном остатке, в расплав его переходит не более сотых долей от исходных концентраций в мантии. Поэтому Re-Os система, в отличие от других изотопных систем , при условии изоляции ее от последующих процессов вещественного обмена, может дать первичный возраст остывания и кристаллизации мантии (TMA), предшествующий этапу её частичного плавления. При использовании Re-Os изотопной системы , совместно с другими изотопными методами, можно получить комплиментарную информацию , относящуюся к возрасту , происхождению различных типов пород и эволюции коры и мантии. Кроме того , это один из немногих методов, позволяющий датировать возрасты сульфидных месторождений , он успешно используется так же для изучения метеоритов . С его помощью была построена Re-Os изохрона для метеоритов , включившая все их типы – железные, железокаменные и металлическую фазу хондритов. Все экспериментальные точки легли строго , в пределах погрешности эксперимента , на изохрону , свидетельствуя об очень коротком интервале времени образования всех типов метеоритов из газово - пылевого облака . Точка, соответствующая изотопному составу 187Os/186Os и 187Re/186Os в мантии Земли , так же легла на эту изохрону , подтверждая предположение об одновременности образования Земли и метеоритов из одного и того же источника.
Радиоуглеродный метод датирования основан на естественном распаде космогенного радионуклида 14С, образующегося в верхних слоях атмосферы в результате взаимодействия нейтронов и протонов космического происхождения с ядрами
атмосферных газов - N2 , O2, Ar.
Реакции расщепления ядер – мишений , вызванные частицами высоких энергий первичного космического излучения, сопровождаются образованием вторичных протонов , нейтронов, пионов и других частиц . Многие из вторичных частиц обладают достаточной энергией , чтобы вызвать новые ядерные реакции при взаимодействии со стабильными изотопами N, O, C и создать новые вторичные частицы . В целом этот процесс носит каскадный характер . Наиболее важной в образовании 14С, является реакция вторичных нейтронов с ядрами стабильного изотопа 14N: 01n + 714N→ 614C + 11p, где01n – нейтрон; 11p – протон, испускаемый новообразованным изотопом. В результате
взаимодействия с кислородом воздуха, или CO и CO2, атомы
14С переходят в молекулы диоксида углерода . Поскольку процесс перемешивания в атмосфере происходит достаточно быстро, то концентрация 14CO2 повсеместно выравнивается – в атмосфере , гидросфере и биосфере. В биосферу 14С попадает сначала в результате фотосинтеза зеленых растений и путем всасывания корнями из почвы , а потом по пищевой цепочке
передается животным организмам. В гидросферу 14С попадает в результате молекулярного обмена между СО2 атмосферы и поверхностью вод . Отсюда он попадает в карбонатные скелеты и раковины водных организмов . Атомы 14С не стабильны и путем β - распада превращаются в стабильные изотопы 14N, согласно схеме : 614C → 714N + β - + ν + Q. Постоянная распада λ14С = 1.209*10-4 год-1, период полураспада T½ = 5730 ± 40 лет. Когда концентрация 14С становится всюду одинаковой, это означает , что распад 14С уравновешивается его образованием в атмосфере . Для живой ткани равновесное состояние определяется так называемой удельной активностью 14С, которая принимается равной 13.56 ± 0.07 распадов / (мин. г углерода ). Если организм умирает, то прекращается поступление 14С и в результате радиоактивного распада удельная активность 14С уменьшается . Измерив значение активности в образце и зная ее величину в живой ткани (= 13,56 расп . / мин. на 1 г С), можно рассчитать время прекращения углеродного обмена организмом. Радиоактивность организма, прекратившего жизнедеятельность t лет назад, определяется по уравнению радиоактивного распада: N = N0
e-λ t, где N – измеренная активность 14C (т.е число распадов в 1 мин. в 1 г углерода ); N0 – активность ткани живого организма. Углеродный возраст образца организма, прекратившего жизнедеятельность t лет назад, определяется по следующему уравнению : T = 1/λ ln (N0 / N) Объектами радиоуглеродного датирования могут быть любые образцы , содержащие углерод, возрастом не более 70 тыс . лет – древесина, древесный уголь, торф, раковины, кости, пергамент, волосы и другие материалы. Метод основан на допущении , что образующееся количество 14С в атмосфере постоянно. Однако, имеются данные о значительном изменении атмосферного содержания радиоуглерода в прошлом ( до 10 %). Причинами изменения содержания 14С в атмосфере могут быть вариации в интенсивности космического излучения, загрязнения атмосферы за счет сжигания ископаемого топлива ( понижение 14С / 12С), за
счет ядерных взрывов в атмосфере и под землей , работы ядерных реакторов, аварий на атомных электростанциях ( увеличение 14С / 12С) и др. Радиоуглеродный метод находит широкое применение для датирования событий позднего плейстоцена и четвертичного периода. С его помощью был установлен возраст последнего прорыва босфорских вод в Черное море, вызвавших его сероводородное заражение – около 7500 – 8000 лет назад ( А.П.Виноградов,1967); производилось изучение четвертичного вулканизма , по обугленным древесным остаткам ; датирование морских террас , по раковинам моллюсков ; определение возрастов этапов оледенений ; времени вымирания некоторых групп животных и т . д . Особенно эффективно он используется в археологических исследованиях.
Трековое датирование.
В начале 60- х годов американскими исследователями был предложен новый метод определения возраста минералов, основанный на подсчете плотности треков осколков спонтанного деления ядер урана (238U), накапливающихся в минерале в ходе геологической истории (Price, Walker, 1963; Fleischer, Price, Walker, 1975). На сегодняшний день , трековое датирование – это стандартный метод геохронологии и геотермических исследований . В зернах минералов происходит спонтанное деление атомов урана, при котором формируются частицы , обладающие высокой энергией . При прохождении через твердое вещество эти частицы оставляют нарушения на атомномуровне , ориентированные вдоль траектории их движения. Эти линейные нарушения называются треками . Образовавшиеся треки спонтанного деления можно наблюдать лишь при помощи электронного микроскопа, но если кристалл поместить в агрессивный химический реагент, то в первую очередь начнут растворяться зоны дефектов . Таким образом, размер треков увеличивается путем химического травления, и они становятся видны в оптический микроскоп.
Накопление треков в минерале с течением времени – процесс, аналогичный накоплению тех или иных изотопов в результате радиоактивного распада. Количество треков пропорционально времени , формирование треков начинается при определенной температуре, называемой блокирующей или замыкающей . Ниже этой температуры в кристалле «работают трековые часы», плотность треков увеличивается с течением времени , а их длина остается постоянной около 16 микрон. В дальнейшем, плотность и длина треков зависит от температуры, если температура повышается, то в кристаллах начинается отжиг ( исчезновение ) треков , и, как следствие, « омоложение» возраста . Таким образом, трековое датирование позволяет проследить термальную историю единичного минерального зерна, горной породы и осадочного бассейна в целом.